MIGRASI MAGMA 1. Pendahuluan Pada bab ini akan dibahas tentang bagaimana dan faktor-faktor apa saja yang mempengaruhi pergerakan magma dari sumber menuju permukaan bumi. Pergerakan magma ini terjadi akibat arus konveksi yang terjadi dalam mantle, berlangsung dengan pelan, dalam volume yang cukup besar, dan bergerak melalui rekahan-rekahan batuan yang cukup besar. Bentuk-bentuk pergerakan magma dapat berupa diapire dan dike. Densitas dan suhu struktur kerak dan mantel mengontrol lokasi dimana diapire dan dike memberi kemungkinan paling besar untuk mendominasi gerakan magma. Parameter densitas juga menentukan kisaran kedalaman dimana magma terakumulasi dalam suatu reservoir sebelum akhirnya keluar ke permukaan atau membentuk intrusi dangkal.
2. Pembentukan Diapire Diapire berasal dari tubuh batuan yang meleleh menjadi magma dengan volume 2 – 25% dari volume total batuan yang meleleh (host rock), kemudian mengalir menuju permukaan karena adanya gaya buoyancy yang lebih besar dibandingkan gaya buoyancy batuan di sekitarnya. Pergerakan diapire ini akan menyebabkan deformasi pada batuan yang dilewatinya. Tingkat deformasi ini berlangsung dari deformasi yang ringan hingga berat yang dipengaruhi oleh suhu dan tekanan batuan asal. Jika suhu dan tekanan pada batuan yang meleleh kecil, maka magma yang dihasilkan memiliki volume yang sedikit dan kekentalannya cukup tinggi sehingga akan menghasilkan deformasi yang cukup ringan. Berlaku kebalikannya, jika suhu dan tekanan pada batuan yang meleleh besar, maka magma yang dihasilkan memiliki volume yang banyak dan kekentalannya cukup rendah sehingga akan menghasilkan deformasi yang cukup besar. Diberikan dua kasus munculnya diapire : pergerakan ke atas dari mantel plume yang akan membentuk mayor hotspot seperti yang terdapat di rangkaian gunungapi Hawaii, dan munculnya tubuh diapire yang lebih kecil di atas zona subduksi di batas continental atau di busur kepulauan. Pertama kita harus menentukan gaya buoyancy yang bekerja pada diapire yang dipengaruhi oleh radius R, dan gaya tarik (drag force = D) yang merupakan hasil deformasi batuan mantle plastis di sekitarnya. Kecepatan diapire dapat dihitung dengan persamaan : U = D/F D = 4πηRU
F = (4/3)πR3gΔρ Sehingga U = (R2gΔρ)/(3η) Dimana U = kecepatan diapire (m/s) R = kedalaman host rock (m) g = percepatan gravitasi (m/s2) Δρ = perbedaan densitas (kg/m3), dimana Δρ = ραΔT η= viskositas host rock (Ns/m2 atau Pa.s) Untuk diapire yang muncul sebagai hotspot, R diasumsikan 400 km. Densitas mantel ρ = 3300 kg m-3, koefisien ekspansi volume batuan α = 3 x 10-5 K-1, dan perbedaan temperature antara plume dengan batuan sekitarnya ΔT = 200 K, sehingga perbedaan densitas Δρ = ραΔT = ~20 kg m -3, viskositas mantel η = 1021 Pa.s maka kecepatan diapire U = ~0,3 meter per tahun. Untuk diapire di zona subduksi, R diasumsikan 5 km. Hal ini dikontrol dengan baik oleh kontras densitas yang lebih besar daripada contoh sebelumnya jika komposisinya dipengaruhi oleh sedimen hidrat dasar laut, di mana Δρ bernilai sekitar 100 kg m-3. Dalam kasus ini, kecepatan diapire U sebesar 0.25 milimeter per tahun, lebih dari 1000 kali lebih lambat daripada mantel plume.
3. Perubahan Diapire Menjadi Dike Di lingkungan benua, diapire berhenti naik ketika mencapai dasar kerak benua. Hal ini karena gaya buoyant menjadi netral. Kandungan silika yang lebih tinggi pada batuan kerak menyebabkan densitasnya lebih rendah daripada mantle plume meskipun temperaturenya lebih tinggi. Dalam kasus seperti ini, dimana densitas tubuh batuan lebih rendah daripada batuan di bawahnya namun lebih tinggi daripada batuan di atasnya, maka gaya buoyancynya dikatakan netral atau telah mencapai neutral buoyancy level. Ketika diapire berhenti, panas dapat ditransfer secara konduksi ke batuan kerak di atasnya dan karena temperatur solidus lebih rendah dibandingkan dengan material plume, batuan kerak meleleh membentuk riolit, dan riolit yang meleleh ini dapat naik membentuk diapire menuju kerak yang lebih dangkal. Dalam kasus lain, berhentinya diapire dapat disebabkan oleh strain akibat mantel plume itu sendiri pada batuan di sekeliling plume. Nilai strain ini merupakan pengukuran dari laju deformasi host rock, dan diperoleh dari kecepatan plume dengan diameternya. Persamaan 3.1 menunjukkan bahwa diapire yang lebih besar naik lebih cepat daripada yang lebih kecil. Dengan demikian, jika parameter lain tetap, strain berbanding lurus dengan diameter. Menggunakan nilai-nilai dari bab sebelumnya, strain akibat mantel plume akan bernilai sekitar 1,25 × 10-14 s-1, sedangkan pada diapire yang ada di zona subduksi sekitar 1,7 × 10-15 s-1. Nilai ini kira-kira sepuluh kali dan dua kali
lebih besar daripada rata-rata strain di tempat lain di mantel di mana konveksi terjadi tanpa pelelehan. Cara dimana batuan terdeformasi atau dengan kata lain reologinya, tergantung pada komposisi, temperature, dan strain. Jika temperature hot rock konstan dan strain meningkat, responsnya berubah dengan cepat dari liquid yang sangat kental (plastic solid) menjadi solid yang elastic dan rapuh. Strain konstan dan menurunnya temperature juga akan menimbulkan perubahan dari plastis menjadi elastic dan mendorong terbentuknya rekahan. Diapire selalu bergerak dari lingkungan panas menuju lingkungan yang lebih dingin, dan rekahan akan mulai terbentuk ketika respons batas reologi antara plastis dan elastis berpotongan, dan hal ini kemungkinan besar terjadi pada temperature yang lebih tinggi dan kedalaman yang lebih dalam, untuk diapire yang lebih besar dan lebih cepat. Sulit untuk memprediksi dengan tepat kondisi di mana terjadi transisi dari elastic menjadi plastis karena sulit untuk membuat tiruan kondisi mantel di laboratorium. Jika diasumsikan menunggu satu tahun atau kira-kira 3x107 s, untuk melakukan eksperimen di mana sampel batuan terdeformasi 100% atau dengan kata lain ditekan hingga ketebalannya menjadi setengahnya dalam peralatan laboratorium bertekanan tinggi dan bertemperatur tinggi, rata-rata strain bernilai ~3 x 10-8 s-1 (30 juta kali lebih cepat daripada di mantel). Ekstrapolasi untuk perbedaan skala waktu yang sangat besar ini akan menyebabkan ketidakakuratan. Mantel plume yang mencapai dasar kerak dapat menimbulkan rekahan. Terdapat dua faktor yang menyebabkan hal ini terjadi. Pertama perubahan komposisi di mana sacara umum densitas kerak menjadi lebih kecil daripada mantel termasuk material panas dalam plume. Maka gaya apung plume menghilang dan plume berhenti. Material di bawahnya tetap naik dan plume menyebar ke samping di sepanjang batas yang meningkatkan tingkat strain rata-rata. Temperatur batuan kerak juga lebih dingin daripada batuan mantel, sehingga lebih mendekati temperature transisi plastiselastisnya. Maka temperature batuan yang lebih rendah dan kenaikan strain akan membentuk rekahan sehingga plume dapat mencapai dasar kerak. Perlu diingat bahwa kenaikan strain pada batuan di dalam plume bagian atas berlangsung seperti pada batuan kerak, maka proses penggabungan lapisan yang mneleleh menjadi dike dapat terjadi di dalam plume itu sendiri.
4. Penyebaran Dike Dimanapun perubahan dari deformasi plastis ke rekahan rapuh batuan terjadi, rekahan mulai timbul dari banyak penyebab yang dapat mengkonsentrasikan tekanan. Jika terbentuk rekahan pada kerak di atas daerah yang mengandung magma, liquid akan mulai mengalir ke dalam rekahan untuk mengisi ruang dalam rekahan tersebut. Sifat utama rekahan adalah meruncing di
ujung yang dapat berkembang menjadi unfractured rock yang dibatasi oleh kecepatan gelombang suara dalam batuan (gelombang deformasi material ketika dia menjalar). Kecepatan gelombang suara batuan lebih kecil daripada kecepatan gelombang suara sebenarnya, tetapi masih dalam orde km/s. bagaimanapun, ada batas kecepatan di mana magma dapat mengalir melalui celah sempit rekahan. Kecepatan ini dikontrol oleh lebar rekahan dan viskositas magma. Kecepatan mengalir magma dapat mencapai seribu kali labih kecil daripada kecepatan suara dalam batuan. Kecepatan aliran magma yang melalui urat sempit ini menentukan kecepatan dike yang mengalir ke atas. Orientasi tekanan sangat dipengaruhi oleh besarnya tekanan pada batuan yang retak. Namun, karena fluida tidak dapat menahan differential stress, aliran fluida akan menghilangkan perbedaan tekanan sehingga tekanan di sekitar fluida akan sama besar di segala arah. Batuan kerak yang temperaturnya lebih dingin akan dengan mudah melawan deformasi jangka peendek dan juga dapat menjaga non zero stress difference. Pada dasarnya, tekanan pada tubuh batuan merupakan gaya kompresi vertical yang menggambarkan berat batuan di atasnya. Gaya horizontal berbeda dengan gaya vertikalnya di mana nilainya 30% lebih kecil daripada gaya vertical. Usaha yang bekerja untuk mendeformasi batuan akan diminimalkan jika rekahan terbuka dalam bentuk bidang dengan sudut
yang hampir sama dan gaya kompresi berarah horizontal menyebabkan
terbentuknya rekahan berarah vertical. Magma akan mengisi rekahan tersebut sehingga dalam bentuk dike. Pada kedalaman yang dangkal di kerak, kehadiran lapisan batuan densitas rendah dapat menyebabkan gaya kompresi berarah vertical dan menghasilkan rekahan berarah horizontal. Magma yang mengisi rekahan horizontal ini disebut dengan sill. Beberapa literature tentang penyebaran dike membahas dua kasus yang paling utama, tentang kondisi yang memungkinkan rekahan mulai terbentuk dan kondisi yang menyebabkan dike berhenti menyebar/ membentuk dike baru. Properti batuan mengontrol sangat berperan dalam mengontrol proses-proses tersebut, dimana properti batuan ini disebut dengan kekasaran rekahan dan ini adalah ukuran dari intensitas maksimum tekanan yang dialami oleh dike terutama pada puncaknya. Puluhan juta Pa m1/2 tampak seperti angka yang mengesankan, namun ukuran kekerasan rekahan (fracture toughness) dapat dimasukkan ke dalam konteks dengan mempertimbangkan intensitas tekanan (stress intensity) pada ujung dike pada suatu internal excess pressure. pelelehan diasumsikan terjadi pada jarak vertikal H = 3 km. Hal ini akan menyebabkan sedikit pelelehan yang cukup untuk membentuk suatu jaringan pipa/saluran yang saling berhubungan sehingga memungkinkan lelehan masuk ke rekahan. Effective excess pressure (ΔP) didefinisikan sebagai tekanan yang lebih besar dari beban batuan litostatik lokal.
5. Perangkap Dike 1. Perangkap Stress Setelah magma pada dike melewati gaya apung netral kemudian gaya apung tersebut lama kelamaan menjadi negatif, stress pada ujung atas dike akan menurun seiring dengan dike yang semakin tumbuh ke atas.Berdasarkan persamaan (3.3) tanda berubah menjadi negatif. Rincian cukup rumit karena, sekarang Δρm yang tidak konstan sepanjang tanggul, eqn 3.3 harus diganti dalam bentuk persamaan integral yang menambah kontribusi ke stress di ujung dari setiap segmen vertikal kecil dike menggunakan nilai lokal Δρm. Akhirnya intensitas tegangan pada ujung menjadi lebih kecil dari fracturetoughness dan pertumbuhan ke atas akan berhenti.
Seiring dengan menigkatnya jarak dari puncak dike maka magnitude akan semakin membesar dan kemudian gaya apung menjadi negatif yang dapat diilustrasikan dengan memisalkan suatu nilai untuk Δρm pada persamaan (3.3) yang bernilai negatif yaitu ketika magma lebih padat daripada host rock dengan menetapkan nilai ΔP sebesar 4.4 Mpa. Mulanya, seiring pertambahan H, suku pertama dari persamaa (3.3) akan jauh lebih besar dari suku kedua dan stress intensity pada puncak dike juga meningkat. namun, ketika dike terus tumbuh, suku kedua dari persamaan tersebut akan meningkat jauh lebih besar dibandingkan suku pertama dan stress intensity dari maksimum kemudian menurun.
2. Perangkap Densitas Densitas kerak menurun ketika semakin mendekati permukaan. Di beberapa tempat, terutama di continental area, kerak terdiri terutama dari batuan sedimen, sedangkan pada daerah lain, terutama di dasar laut akan terbentuk dari batuan vulkanik. Deposit sedimen oleh akumulasi material klastik, kemudian terpadatkan menjadi batu oleh berat akumulasi material di atasnya. Batuan vulkanik yang meletus baik sebagai fragmental piroklastik atau lava yang mengandung gelembung gas, dan terpadatkan sehingga membentuk batuan vulkanik. Efek dari proses pemadatan akan menghasilkan profil densitas seperti ditunjukkan pada Gambar. 3.3. Gambar 3.3a profil densitas pada kerak samudera dan Gambar. 3.3b profil densitas pada kerak benua. Angka-angka ini juga memprediksi kisaran kedalaman di mana pada satu daerah terdiri dari dua macam densitas magma, magma D dengan kepadatan 3000 kg m-3 dan L merupakan magma dengan densitas yang lebih kecil, sekitar 2700 kg m-3. Kedua magma diproduksi ketika partial melting dimulai di suatu tempat di mantel. Magma D memiliki daya apung netral pada dasar kerak samudera (Gambar 3.3a) dan benua (Gambar 3.3b), karena inilah pada kedalaman tersebut densitas batuan sekitar akan menurun dan menjadi lebih rendah dari densitas magma.Jika gaya apung lokal adalah satu-satunya faktor yang mengontrol maka magma akan terus terjebak di dasar kerak.
Bagaimanapun, situasi yag terjadi tidak sesederhana demikian. Magma terbentuk dari pelelehan pada mantle dengan gaya buoyancy relative yang bekerja di sekitarnya dan gaya buoyancy positif pada mantle dapat mengimbangi gaya buoyancy negative yang menghambat
pergerakan magma ke permukaaan. Hal tersebut dapat dihitung dengan menganggap magma akan muncul dari pelelehan sebagian sumber ke batuan-batuan di atasnya hingga tekanan yang mendesak oleh berat kolom liquid magma adalah sama dengan tekanan yang mendesak sumber batuan yang tidak meleleh. Untuk sumber yang berada dalam mantle, tekanan sebagai fungsi kedalaman z sama dengan tekanan P sebagai fungsi berat dari batuan di atasnya dan ini dapat ditentukan dengan mengalikan kedalaman z, rerata densitas ρ dari batuan-batuan di atasnya dan percepatan gravitasi g.
Figure 3.4 menunjukkan kondisi umum dari model 2 layer kerak dan mantle sederhana. Ketebalan dan densitas rerata kerak disimbolkan zcrust dan ρcrust ; densitas rerata mantle ρmantle dan kedalaman sumber magma zsource di bawah dasar kerak. Tekanan pada kedalaman sumber magma ditulis dalam bentuk persamaan [(ρcrust . g . zcrust) + (ρmantle . g . zsource)]. Jika densitas magma ρmagma, maka tekanan pada dasar kolom magma dengan tinggi zmagma adalah (ρmagma . g . zmagma). Dengan menyelesaikan dua persamaan di atas akan diperoleh persamaan untuk menentukan zmagma, yaitu : zmagma = [(ρcrust . zcrust) + (ρmantle . zsource)] / ρmagma
(3.4)
Dengan mengurangkan zmagma dari total kedalaman sumber (zcrust + zsource) diperoleh nilai kedalaman bawah permukaan puncak dike. Tabel 3.1 menunjukkan hasil perhitungan profil densitas pada figure 3.3. Untuk kasus pada kepulauan tengah samudra, dike yang mengandung densitas magma D dapat mencapai di atas level buoyancy netral di dasar kerak, tetapi tetap terperangkap di bawah permukaan untuk seluruh sumber meleleh pada kedalaman 21,4 km. Semakin dalam sumber, memungkinkan magma mencapai permukaan dalam bentuk erupsi.
6. Akibat Perangkap Dike Jika kondisi yang mengontrol berkembangnya dike tidak dapat lagi memungkinkan dike tersebut bergerak ke atas, maka memungkinkan dike akan berkembang ke arah lateral untuk menampung lebih banyak magma. Hal tersebut mudah dibuktikan dengan mempertimbangkan tekanan yang bekerja di sekitar dike dapat dengan mudah membuat dike berkembang ke arah lateral pada kedalaman dimana gaya buoyancynya sudah mencapai titik netral, dan ini merupakan alasan dasar mengapa reservoir-reservoir magma berada pada kerak. Figure 3.5 di bawah ini menggambarkan tipe-tipe sistem geologi dimana jebakan-jebakan dike mempengaruhi prosesproses akumulasi magma secara lateral atau magma tersebut dapat terus mengalir sampai permukaan. Untuk kasus giant dike swarm yang merupakan akumulasi sejumlah besar magma berarah lateral, secara teoritis kita dapat menghitung luas areanya dengan mempertimbangkan parameterparameter seperti tekanan litostatik local (ΔPd), tinggi kolom magma (zmagma), Poisson’s ratio (v), dan modulus geser (π), sehingga dapat dituliskan dalam persamaan sebagai berikut : W = [(1 – v)/μ] zmagma {ΔPd + [zmagma . g . (ρmagma – ρcrust)/π]}
(3.5)
ΔPd = Δρm g H
(3.6)
Tabel 3.2 menunjukkan rerata luas area dike yang mengandung magma seperti telah dituliskan pada Tabel 3.1.
7. Kesimpulan Saat sel konveksi baru terbentuk di mantel, maka akan bergerak ke atas membentuk mantel plume, mengalami proses partial melting seiring penurunan tekanan dan menghasilkan tubuh lelehan densitas rendah yang bercampur dengan padatan dari sisa diapire yang muncul di sekeliling batuan matel. Batuan ini, meskipun berbentuk padat tetapi memiliki sifat fluida yang sangat kental dalam waktu yang lama dan memiliki tingkat deformasi yang lambat. Dengan cara yang sama, sedimen-sedimen basah dan batuan dasar samudra menunjam masuk di zona subduksi, menciptakan area partial melting densitas rendah yang menghasilkan diapire. Diapire pada zona subduksi memiliki ukuran yang jauh lebih kecil daripada diapire mantle plume. Pergerakan diapire melambat ketika mencapai kedalaman yang lebih dangkal karena penurunan temperature membuat host rock semakin kental. Diapire berhenti bergerak ketika diapire berhenti naik, dimana kondisi yang paling sering terjadi adalah ketika diapire mencapai dasar kerak yang densitasnya lebih rendah daripada densitas mantel. Kecepatan dan ukuran/dimensi diapire mengontrol tingkat strain host rock yang dilalui diapire. Jika tingkat strain terlalu tinggi, respons perubahan host rock dari viscous ke elastic dan kemudian hancur memungkinkan dike mulai terbentuk. Proses ini cenderung terjadi pada kedalaman yang lebih dalam untuk diapire mantel plume yang besar dibandingkan diapire yang lebih kecil, yaitu diapire pada zona subduksi. Tingkat pelelehan menentukan banyaknya daerah partial melting yang meleleh menjadi dike yang dipengaruhi juga oleh viskositas magma. Kemampuan dike untuk mulai terbentuk dan akhir pembentukannya dikontrol oleh kekasaran rekahan semu (apparent fracture roughness) dari host rock yang tergantung pada strain batuan, beban kompresi dari batuan di atasnya, serta kehadiran gas yang dikeluarkan dari magma dan terakumulasi di puncak rekahan. Dike dapat terperangkap atau dengan kata lain berhenti tumbuh ketika tekanan di puncak dike menjadi lebih kecil daripada kekasaran rekahan lokalnya. Jika dike berhenti dengan cara seperti ini dan masih ada suplai magma dari daerah sumber, maka akan muncul dike baru.
Ukuran dan bentuk dike yang terbentuk dari sumber magma dikontrol oleh distribusi tekanan dan kekuatan batuan yang dilewatinya. Di lingkungan samudra, hal ini termasuk di gunungapi mid-oceanic ridge (MOR) dan rangkaian gunungapi perisai di atas mantel plume yang jauh dari MOR. Di lingkungan benua, dike dapat terperangkap dalam bentuk kumpulan dike yang sangat luas atau keluar dalam bentuk flood basalt.
